CC BY
81
УДК 55(234.852), 551.7
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ПОЛЯРНОГО УРАЛА: ВОЙКАРСКИЙ БАССЕЙН С КОРОЙ ОКЕАНИЧЕСКОГО ТИПА СУЩЕСТВОВАЛ НЕ МЕНЕЕ 65 МЛН ЛЕТ
Н.Б. Кузнецов1, Т.В. Романюк2
1 Геологический институт РАН, Москва 2 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва
Поступила в редакцию 07.04.14
Эпипалеозойский Уральский ороген был сформирован на заключительной стадии ассамбли-рования Пангеи. В пределах современного Урала (Уральские горы, протягивающиеся в меридиональном направлении через всю Северную Евразию) экспонируются реликты этого орогена. В полярной части Урала (на Полярном Урале) расположен весьма крупный Войкарский гиперба-зит-базитовый массив. Этот массив сложен гипербазитовыми мантийными тектонитами, плутоническими магматическими гипербазитами (дунитами, верлитами и клинопироксенитами), разнообразными габброидами и комплексом параллельных даек, сложенных диабазами, которые по своим геохимическим характеристиками эквивалентны породам типа MORB. Базальтовые лавы и глубоководные осадки в строении массива не установлены. Имеющаяся в наличии геохронологическая информация по породам, слагающим Войкарский гипербазит-базитовый массив и другие аналогичные массивы Полярного Урала (Райизский и Сыумкеуский), редка и противоречива. Преобладают определения по Rb-Sr- и Sm-Nd-изохронному методу и несколько U-Pb-опре-делений по цирконам. Сводка всей имеющейся геохронологической и геологической информации позволяет предложить аргументированный сценарий палеозойской геодинамической эволюции Полярно-Уральского региона и оценить длительность генерации коры океанического типа в Войкарском палеобассейне. Высокоточные и надежные возрасты (циркон, U-Pb, SHRIMP) плагиогранитоидов и габброидов из Войкарского массива свидетельствуют о том, что спрединг в Войкарском бассейне с корой океанического типа длился не менее 65 млн лет (от ~490 до ~425 млн лет), а возможно, и дольше (до 400 млн лет), если учитывать менее надежные геохронологические определения.
Ключевые слова: Полярный Урал, Войкарский массив, офиолиты, U-Pb-геохронология.
Введение
Эпипалеозойский Уральский ороген — это меридионально ориентированный складчато-надвиговый пояс (рис. 1,Б), представляющий собой восточную часть Урало-Монгольского (Центрально-Азиатского) палеозойского подвижного (складчато-надвигового) пояса. Эпипалеозойская структура Уральского орогена и всей северо-восточной части Урало-Монгольского пояса была сформирована в основном на финальной стадии ассамблирования северной части Пангеи (см. тектонические реконструкции, прямо или косвенно касающиеся Уральского региона в (Зоненшайн и др., 1990; Иванов, 1998; История..., 1984; Пучков, 2000, 2010; Gorz, Hielscher, 2010; Hamilton, 1970; Lawver et al., 2002; Sengor et al., 1993; Stampfli, Borel, 2002; Zonen-shain еt al., 1984), когда столкнулись Арк-Лавруссия (Арктида + Балтика + Лаврентия) и Сибирско-Казах-ско-Киргизский палеконтинент (Кузнецов, 2009а, б, 2010; Kuznetsov et al., 2010). Часть геодинамической истории формирования эпипалеозойского Уральского орогена к настоящему времени уже вполне надежно реконструирована, но многие вопросы до сих пор активно обсуждаются. Например: 1) какова последовательность тектономагматических событий, сфор-
мировавших Уральский ороген? 2) была ли история формирования орогена достаточно выдержана (одна и та же) вдоль его простирания, насколько велики отличия для различных продольных сегментов орогена? 3) реликты скольких островодужных систем — вулканических островных дуг (ВД) и задуговых бассейнов «сгружены» в структуре орогена («раздавлены» между палеоконтинентами)? 4) каков возраст и длительность существования островодужных систем и палеобас-сейнов? И т.п.
На Урале, т.е. на современных Уральских горах, на дневной поверхности экспонируются реликты западных (здесь и далее, если это специально не оговорено, речь идет о современных сторонах света) и некоторых элементов восточных частей эпипалеозойского Уральского орогена. При этом большая часть реликтов его восточной части слагает фундамент прилегающего к Уралу края Западно-Сибирской плиты и перекрыта мощным мезозойско-кайнозойским чехлом (см. обзоры по строению Уральского орогена в работах (Иванов, 1998; Иванов и др., 1986; Пучков, 2000, 2010; Ivanov et al., 2013)).
Вдоль всей протяженности Урала реликты эпипа-леозойского Уральского орогена отчетливо могут быть разделены на Восточно-Уральскую и Западно-Ураль-
скую мегазоны (рис. 1, Б), в строении которых доминируют палеозойские осадочные и осад очно-вулканогенные последовательности соответственно (Иванов и др., 1986; Перфильев, 1979). Наиболее восточным элементом строения Восточно-Уральской мегазоны и одновременно структурой, пограничной между Восточно-Уральской и Западно-Уральской мегазонами, принято считать пояс развития массивов, сложенных породами базит-гипербазитового состава и тел сер-пентинитового меланжа (Тектоника..., 1977). Этот пояс прослеживается почти непрерывной полосой вдоль всего Урала и именуется в литературе как Главный Уральский разлом (ГУР) или в более современной терминологии — Уральская сутура. В настоящее время можно считать доказанным то, что комплексы (в основном палеозойские вулканогенные, вулкано-генно-осадочные и ассоциирующие с ними осадочные образования, сформированные в супрасубдукцион-ных обстановках (Иванов, 1998; Иванов и др., 1986; Пучков, 2000, 2010; Рязанцев и др., 2008, 2012)) и структуры Восточно-Уральской мегазоны (восточные уралиды) являются аллохтонными по отношению к комплексам и структурам Западно-Уральской мегазоны.
В строении Западно-Уральской мегазоны участвуют как палеозойские, так и допалеозойские образования (Иванов, 1998; Иванов и др., 1986; Пучков, 2000, 2010; Kuznetsov et г1., 2007, 2010). Палеозойские комплексы представлены толщами в основном осадочных пород (Войновский-Кригер, 1945, 1966, 1967; Дем-бовский и др., 1988; Иванов, 1998; Пучков, 1979, 2000, 2010), состав и строение которых мало меняются по простиранию Западно-Уральской мегазоны вдоль всего Урала с севера на юг и все вместе именуются западные уралиды. Допалеозойские (в основном позднедокемб-рийские) комплексы Западно-Уральской мегазоны в ее северной и южной частях представлены образованиями, заметно различающимися по составу. На юге это преимущественно осадочные образования (Иванов, 1998; Пучков, 1979, 2000, 2010), а на севере — вулканогенные, вулканогенно-осадочные и ассоциирующие с ними осадочные образования, гранитоиды и редкие офиолиты (Душин, 1997; Кузнецов, 2009а, б, 2010; Кузнецов и др., 2006, 2007а, б; Махлаев, 1996; Соболева, 2004; ^гт et г1., 2005; Kuznetsov et al., 2007, 2010; Scarrow et al., 2001). Для наименования этих образований в литературе используется термин «прото-уралиды» или «доуралиды». Уралиды стратиграфически несогласно залегают на протоуралидах или соотносятся с ними тектонически по надвигам и взбросам, сдвигам или сбросам. Впервые расчленение комплексов Западно-Уральской зоны на протоуралиды (доура-лиды) и уралиды было предложено Н.П. Херасковым (1948).
В тектоническом смысле уралиды и протоуралиды Западно-Уральской мегазоны автохтонны или пара-автохтонны по отношению к комплексам и структурам Уральской периферии палеоконтинента, который образовался в самом начале палеозоя в результате
коллизии, «спаявшей» Арктиду и Балтику в композитный континент Аркт-Европа (Арктида + Балтика), а с конца силура (каледонская орогения) испытал приращение за счет включения в него Лаврентии, в результате чего трансформировался в композитный континент Аркт-Лавруссия (Кузнецов, 2009а, б, 2010; Kuznetsov et al., 2007, 2010). Правильнее говорить о том, что южные и северные протоуралиды автохтонны (параавтохтонны) по отношению к Балтике и Арк-тиде соответственно. При этом допозднесилурийская и послепозднесилурийская части западных уралид сформировались в пределах шельфа, склона и подножия на окраине композитных континентов Аркт-Европа и Аркт-Лавруссия соответственно и автохтон-ны (параавтохтонны) по отношению к уральской периферии этих палеоконтинентов.
Кроме ярко выраженной меридиональной зональности Урал принято разделять еще и на пять поперечных сегментов — Южный, Средний, Северный, Приполярный и Полярный (рис. 1, Б). Многие аспекты геологического строения Южного, Среднего и Северного сегментов Урала в настоящее время уже довольно хорошо изучены и поняты. Это позволяет надежно реконструировать в геологической истории этих сегментов как отдельные геодинамические (геотектонические) события, так и их последовательности (см. недавние обзорные работы (Десятниченко и др., 2005; Иванов, 1998; Иванов и др., 1986; Пучков, 2000, 2003, 2010; Руженцев, Самыгин, 2004; Рязанцев и др., 2007, 2008, 2012; Тевелев, Кошелева, 2002; Тевелев и др., 2006; Ферштатер и др., 2007, 2010; Чаплыгина и др., 2002; Alvarez-Marron, 2002; Brown et al., 1996, 2006, 2011; Gorz, Hielscher, 2010; Savelieva et al., 2002). В противоположность этому, несмотря на то что некоторые очень важные вопросы геологии Приполярного и Полярного Урала уже нашли отражение во многих публикациях (Аристов, Руженцев, 2000; Войновский-Кригер, 1945, 1966, 1967; Дембовский и др., 1988; Душин, 1997; Кузнецов и др., 2007а, б, 2013; Кузнецов, Удоратина, 2007; Пучков, 1979, 2010; Савельева, 1987; Соболева и др., 2012; Шишкин, 1989; Шишкин и др., 2004; Estrada et al., 2012; Scarrow et al., 2002), имеющихся сведений о геологическом строении и геохронологических характеристиках распространенных здесь вещественных комплексов, по объективным причинам (главным образом из-за труднодоступно-сти этих мест), недостаточно. В результате многие ключевые проблемы геологии Полярного Урала до сих пор остаются нерешенными.
На Полярном Урале уралиды широко представлены в пределах Западно-Уральской мегазоны и полностью слагают Восточно-Уральскую мегазону (рис. 1, В). Хотя уралиды Полярного Урала интенсивно переработаны орогеническими и посторогеническими процессами (см. (Пучков, 2010) и ссылки в этой работе) и отчасти проявлениями магматизма, парагенетиче-ски связанного Сибирским суперплюмом (граница перми и триаса) (Андреичев и др., 2007; Reichow et al.,
Рис. 1. Индекс-схема Урала (А), схема тектонической зональности Урала (Б) и геологическая схема Полярного Урала (В)
2009), в них сохранились многочисленные фрагменты, в которых первичные породы и их наборы довольно слабо изменены. Это дает принципиальную возможность получать надежные геохронологические данные о времени их формирования. При этом изучение измененных пород позволяет оценивать время проявления в них эпигенетических преобразований (метаморфических событий).
Вдоль всего Урала с восточной стороны от Уральской сутуры, т.е. в пределах Восточно-Уральской мега-зоны, известен ряд палеозойских супрасубдукционных
комплексов различного возраста. Самые древние из них — это реликты ордовикской Губерлинской остро-водужной системы, известные только в пределах Южного Урала (Рязанцев и др., 2008, 2012). К востоку от ареала их распространения в современной структуре Урала располагаются реликты девонской Магнитогорской островодужной системы (Белова и др., 2010; Пучков, 2000, 2010 и ссылки в этих работах). В Среднем и Северном сегментах Восточно-Уральской мега-зоны известны реликты позднеордовикско-силурий-ской Тагильской островодужной системы (Бороздина
и др., 2010; Десятниченко и др., 2005; Иванов, 1998; Пучков, 2000, 2010; Ферштатер и др., 2010 и ссылки в этих работах).
На юге Полярного Урала располагается Собско-Малоуральский вулканоплутонический пояс, который сложен позднесилурийскими (ллудлов, пржидол), девонскими и раннекаменноугольными породами вулканогенного и вулканогенно-осадочного состава, а также ассоциирующими с ними рифогенными известняками (Лупанова, Маркин, 1964; Язева, Бочкарев, 1998). Образования этого вулканоплутонического пояса и расположенные к северо-западу от него гипербазит-базиты аллохтонных Войкарского, Райизского и других массивов в совокупности интерпретированы как реликты генетически единой супрасубдукционной системы (Диденко и др., 2001; Кузнецов и др., 2013).
Существенная разница в возрасте супрасубдукци-онных (надсубдукционных) образований в разных продольных сегментах Урала подразумевает, что их палеозойская геодинамическая история существенно различалась. Это было вполне надежно показано для Южного (Белова и др., 2010; Пучков, 2000, 2010, Ря-занцев и др., 2007, 2008, 2012 и ссылки в этих работах), Среднего и Северного (Бороздина и др., 2010; Десятниченко и др., 2005; Иванов, 1998; Петров и др., 2010; Пучков, 2000, 2010; Bea et г1., 2002; Friberg et al., 2002 и ссылки в этих работах) Урала. Дефицит геологических данных и противоречивые геохронологические определения для Полярного Урала обусловили то, что для этого сегмента региональные модели геодинамического развития фактически не развиты.
В статье представлен обзор имеющихся на сегодняшний день геохронологических данных по породам Войкарского и Райизского гипербазит-базитовых массивов и комплексов, распространенных в сопредельных районах, что позволяет оценить минимальную продолжительность генерации океанической коры Войкарского океанического палеобассейна и ее возраст, а вместе с другими данными — обосновать геодинамический сценарий палеозойской эволюции Полярного Урала.
Типизация комплексов уралид Полярного Урала
В строении как Западно-Уральской, так и Восточно-Уральской мегазоны Полярного Урала выделяется несколько более частных тектонических зон, характеризующихся спецификой состава и строения слагающих их вещественных комплексов. Ниже приведена типизация комплексов уралид Войкарской части Полярного Урала отдельно для Западно-Уральской и Восточно-Уральской мегазон.
Палеозойские стратифицированные комплексы, типичные для Войкарской части полярного сегмента Западно-Уральской мегазоны, протягиваются непрерывной полосой в северо-восточном направлении вдоль всего этого района. В ее сложении доминируют палеозойские осадочные образования. Внутренняя
структура мегазоны определяется наличием серии тектонических пластин, шарьированных в западном или северо-западном направлении. Многие аспекты строения мегазоны и состава вещественных комплексов к настоящему времени детально разработаны (Аристов, Руженцев, 2000; Войновский-Кригер, 1945, 1966, 1967; Диденко и др., 2001; Пучков, 1979, 2010; Руженцев, Савельев, 1997; Шишкин, 1989).
В настоящее время общепринято считать, что ранне- и среднепалеозойские комплексы представлены двумя наборами разнотипных образований — двумя типами разреза ранне- и среднепалеозойских толщ. Это карбонатные (Елецкий тип разреза) и глинисто-кремнистые (Лемвинский тип разреза) породы, сформировавшиеся в мелководных шельфовых и глубоководных батиальных обстановках (на континентальном склоне и у континентального подножия) соответственно. В современной покровно-складчатой структуре региона карбонатные шельфовые образования Елецкого типа распространены в целом восточнее и занимают положение относительного автохтона, на который с востока и юго-востока надвинуты глинисто-кремнистые склоновые (глубоководные) образования Лемвинского типа. На этом основании в строении западной части Полярного Урала выделяются Елецкая (западная) и Лемвинская (восточная) зоны. При этом работами К.Г. Войновского-Кригера, В.Н. Пуч-кова, М.А. Шишкина, С.В. Руженцева, В.В. Юдина и др. показано, что в пределах Лемвинской зоны из-под батиальных комплексов в ядрах антиформных структур на дневную поверхность выступают шель-фовые карбонаты Елецкой зоны. И наоборот, в пределах Елецкой зоны в ядрах синформ на шельфовых карбонатах залегают аллохтонные пластины батиальных комплексов, характерных для Лемвинской зоны.
В пределах Войкарской части полярного сегмента Восточно-Уральской мегазоны выделяются две главные зоны — Войкарская (Войкарский аллохтонный офиолитовый массив) и Собско-Малоуральская (Соб-ский батолит и Малоуральский вулканоплутониче-ский пояс). Войкарский гипербазит-базитовый (офи-олитовый) массив — это гигантский блок (почти 200 км в длину, до 20 км в ширину и более 4 км в толщину), представляющий собой южный сегмент весьма протяженного (примерно 400 км в длину и включающего кроме него также Райизский и Сыумкеуский массивы), единого в структурном и генетическом смысле гипербазит-базитового пояса (Ефимов, Потапова, 1990, 1992; Савельева, 1987; Савельева и др., 2007; Шмелев, 2011; Shmelev, Puchkov, 1986). Пояс сложен реликтами литосферы палеобассейна с корой океанического типа и является одним из самых крупных в мире структур подобного типа. На восток и юго-восток от Войкар-ского гипербазит-базитового массива распространены среднепалеозойские гранитоиды, слагающие Собский батолит, и осадочно-вулканогенные образования, слагающие Малоуральский вулканоплутонический пояс (рис. 1, В).
Палеогеодинамическая типизация комплексов уралид Войкарского района Полярного Урала и их ассоциаций
Западно-Уральская мегазона. Здесь широко распространены верхнекембрийско-нижнеордовикские (тре-мадокские) красноцветные кварцевые песчаники и граувакки мелководно-морского континентального происхождения (ассоциация W-PU-1). Толщи этих обломочных пород содержат потоки, силлы и дайко-подобные тела базальтоидов (во многих случаях щелочных базальтоидов), а также риодацитов и риолитов. В целом эти образования маркируют рифтогенные процессы, проявлявшиеся на начальных этапах уральской эволюции региона.
Более высокое стратиграфическое положение относительно ассоциации W-PU-1 занимают осадочные и реже вулканогенно-осадочные образования. Ими сложены фрагменты стратиграфических последовательностей, охватывающие стратиграфический интервал от нижнего ордовика (аренигский ярус) до нижнего карбона (турнейский ярус) (ассоциация W-PU-2). Эти образования представлены двумя типами пород — разнообразными карбонатными породами с редкими горизонтами песчаников (субассоциация W-PU-2A) и черными сланцами и кремнями, локально расслоенными потоками бимодальных пиллоу-лав (субассоциация W-PU-2B). Эти два типа пород маркируют мелководную шельфовую (субассоциация W-PU-2A) и глубоководную склоновую (субассоциация W-PU-2B) зоны континентальной окраины.
Еще более высокое стратиграфическое положение занимают толщи, сложенные ритмичным флишепо-добным чередованием песчаников, алевролитов и аргиллитов. Стратиграфический диапазон этих толщ ограничен снизу визейским ярусом нижнего карбона, а сверху — артинским ярусом нижней перми (ассоциация W-PU-3). Принимая во внимание существенные литологические различия образований, включенных в эту ассоциацию, а также различия в стратиграфическом положении литологически разных образований, мы подразделяем ассоциацию W-PU-3 на две разновозрастные субассоциации — визейско-московскую (субассоциация W-PU-3A) и московско-артинскую (субассоциация W-PU-3B). Анализ результатов датирования детритных цирконов из песчаников, участвующих в сложении этих субассоциаций (Кузнецов и др., 2013), позволил прийти к выводу о том, что песчаники из визейско-московских толщ сложены продуктами разрушения Раннеуральского орогена, который сформировался при закрытии Войкарского бассейна с корой океанического типа и столкновении Малоуральской островодужной системы с краем континента Аркт-Лавруссия. При этом песчанки из мос-ковско-артинских толщ сложены продуктами разрушения собственно Уральского орогена, связанного с закрытием Палеоуральского океана и коллизионным взаимодействием уральского края эпикаледонского композитного континента Аркт-Лавруссия с ураль-
ским краем эпикаледонского Сибирско-Казахстан-ско-Киргизского композитного континента (Кузнецов и др., 2013).
Восточно-Уральская мегазона. Гипербазит-базитовые образования (ассоциация Е-Р^1) слагают Войкар-ский аллохтонный офиолитовый массив. Вещественные отличия разных элементов строения Войкарских офиолитов позволяют подразделить ассоциацию Е-Р^1 на несколько субассоциаций: 1) гарцбургиты, включающие штокверки дунитовых жил, вмещающих хромитовую рудную минерализацию (субассоциация E-PU-1A); 2) дуниты, верлиты и клинопироксениты (субассоциация Е-Р^Ш); 3) габброиды различного типа — изотропные габбро и габбро-нориты, «слоистые» и полосчатые габброиды (субассоциация Е-Р^Ю); 4) комплекс параллельных диабазовых даек (субассоциация Е-Р^Ш); 5) плагиограниты, тоналиты и диоритовые дайки и жилы, слагающие штокоподобные тела (субассоциация Е-Р^Ш). Подробнее о расчленении гипербазит-базитовых образований (ассоциация Е-Р^!), слагающих Войкарский аллохтонный офиолитовый массив, см. ниже.
В пределах Собско-Малоуральской зоны распространены среднепалеозойские плагиогранитоиды и нормальные биотит-двуполевошпатовые гранитоиды, вулканические, вулкано-осадочные и ассоциированные с ним осадочные породы (ассоциация Е-Р^2). В западной части зоны располагается гигантский грани-тоидный Собский батолит (субассоциация E-PU-2A) (рис. 1, В), сложенный преимущественно тоналита-ми, трондъемитами и гранодиоритами собского интрузивного комплекса (субассоциация E-PU-2A1), возраст которых определен как 408—400 млн лет (Удо-ратина, Кузнецов, 2007). Плагиогранитоиды собского интрузивного комплекса прорваны несколькими вытянутыми или изометричными телами биотит-дву-полевошпатовых гранитов и лейкогранитами средне-девонского янаслорского интрузивного комплекса (субассоциация E-PU-2A2), возраст которых около 380 млн лет (Удоратина, Кузнецов, 2007). В самой западной части Собского батолита располагается цепочка разноразмерных интрузивных массивов, сложенных монцонитами и монцодиоритами раннекаменно-угольного (около 360 млн лет) (Удоратина, Кузнецов, 2007) конгорского интрузивного комплекса (субассоциация E-PU-2A3).
С восточной стороны от Собского батолита располагается Малоуральский вулканоплутонический пояс. В строении пояса участвуют верхнесилурийско-ниж-недевонские вулканогенно-осадочные породы и вулканиты преимущественно андезитового и андезитода-цитового состава, а также нижне(?)-среднедевонские карбонатные породы (рифогенные известняки), выше которых залегают тонкоритмично-слоистые верхне-девонско-(?)раннекаменноугольные образования (субассоциация Е-Р^2В).
Зона, пограничная между Западно- и Восточно-Уральской мегазонами. По всей протяженности Полярного
Урала Восточно-Уральская мегазона как «тектоническое целое» надвинута (шарьирована) на Западно-Уральскую мегазону. В пределах Войкарской части Полярного Урала в подошве этого регионального надвига комплексы наиболее восточного края Западно-Уральской мегазоны метаморфически преобразованы/изменены с проявлением местами голубосланцевого метаморфизма — метаморфизма высокого давления и низкой температуры (ассоциация W-PU-4).
Историко-геологическая (палеотектоническая и палеогеодинамическая) интерпретация породных ассоциаций Войкарского гипербазит-базитового массива
В соответствии с общепринятыми геодинамическими реконструкциями офиолиты Войкарского ал-лохтонного массива — это крупные тектонически перемешанные фрагменты океанической литосферы. Во многих работах отмечается, что эти офиолиты включают фрагменты, для которых вполне надежно доказано влияние на них надсубдукционного (супра-субдукционного) воздействия (Пучков, 1993, 2010; Ри^ко^ 1997). Войкарские офиолиты (ассоциация E-PU-1) вместе с тектонически перекрывающими их комплексами надсубдукционного происхождения, слагающими Собско-Малоуральскую зону (ассоциация Е-Р^2), в позднем палеозое в результате Уральской коллизии и закрытия Уральского палеоокеана были надвинуты на континентальную уральскую окраину эпикаледонского континента Аркт-Лавруссия.
Офиолитовая последовательность Войкарского ги-пербазит-базитового массива включает следующие единицы (Савельева, 1987; Pertsev et а1., 2003):
Гарцбургиты (субассоциация E-PU-1A) — это доминирующие в строении Вайкарского массива мантийные реститы, формирующие большую часть (6—7 км толщиной) офиолитовой последовательности/разреза. Гарцбургиты Войкарского массива характеризуются очень выразительными структурами субсолидусного вязкопластичного течения, осложненными хрупкими дислокациями — трещинами. Зоны высокотемпературного вязкопластичного течения маркированы штокверками дунитов и пироксенитов и габброидных жил и рассеянными включениями диопсида и плагиоклаза, которые могут быть интерпретированы как пути расплавов и миграции флюидов через рестит (Савельева, 1987; Savelieva et а1., 2002). Дуниты и гораздо реже верлиты встречаются между гарцбургитами как жилы, дайки и линзообразные тела, с габбро-ульт-рамафитовыми разрезами. В некоторых местах дуниты вмещают хромитовую рудную минерализацию — хро-митовые штокверки в дуните. В соответствии с ^а-velieva et а1., 2002) хромитовые отдельности/включения были сформированы как продукты активного взаимодействия горячих реститовых гарцбургитов с просачивающимися основными расплавами.
Полосчатый комплекс, представленный «переслаивающимися» (чередующимися) дунитами, верлитами и клинопироксенитами (субассоциация Е-Р^^), обнажается вдоль восточной границы поля развития гарцбургитов Войкарского массива и локально вдоль его западного края, вблизи подошвы аллохтона, где они местами превращены в гранат-цоизит-амфибо-ловые, а иногда и глаукофановые (голубые) сланцы. Общая мощность полосчатого комплекса варьирует от 100 до 700 м (Савельева, 1987; Savelieva et а1., 2002).
Габброиды — неравномерно метаморфизованные массивные и полосчатые габбро и габбро-нориты (субассоциация Е-Р^Ю) — распространены как на западе, так и на востоке Войкарского массива. Наибольшим распространением они пользуются на востоке массива, где слагают протяженную полосу, расположенную восточнее основного поля развития верлитов и пироксенитов, и занимают здесь по отношению к ним более высокое структурное положение (Савельева, 1987; Savelieva et а1., 2002). Габброиды восточной полосы местами метаморфизованы в условиях зелено-сланцевой фации и интрудированы телами роговооб-манковых пегматоидных габбро. В пределах западной полосы развития габброидов они сущестенно мета-морфизованы вплоть до амфиболитовой фации, а местами превращены в гранат-цоизит-амфиболовые и глаукофановые сланцы.
Диабазовые дайки (субассоциация Е-Р^Ш) — комплекс параллельных даек пироксен-плагиокла-зовых порфиритов (диабазов). Этот комплекс распространен восточнее восточной полосы развития габброидов субассоциации Е-Р^Ю. Параллельные дайки и их скопления (рои) часто вмещают ксеноблоки (скрины) неравномерно тектонизированных и серпен-тинизированных дунитов, тектонизированных гарц-бургитов, верлитов и габброидов толщиной от долей метра до 10 м (Диденко и др., 2001; Куренков и др., 2002; Савельева, 1987; Savelieva et а1., 2002).
Плагиограниты, тоналиты и диориты (субассоциация Е-Р^Ш) слагают редкие штокообразные тела, дайки и жилы, интрудирующие комплекс параллельных даек и изотропные амфиболитовые габбро, распространенные на востоке Войкарского массива (Ремизов и др., 2012; Хаин и др., 2008; ^ат et а1., 2005; Queiroga et а1., 2010).
Оценки изотопного возраста пород войкарских офиолитов
Понимание возраста офиолитов Полярного Урала в целом и войкарской его части в частности чрезвычайно важно для реконструкций тектонической эволюции региона. Перечислим накопленные к настоящему времени геохронологические данные (рис. 2).
1. Одна из первых удачных с методической точки зрения попыток оценить изотопный возраст мелано-кратовых пород, участвующих в сложении Войкарского массива, — это результаты изучения Sm-Nd-
Рис. 2. Сводная схема палеогеодинамической интерпретации геохронологических данных для Полярного Урала
изотопной системы (по валовому составу пород) по набору образцов различного типа пород (пироксенит, габбро и диабазовые дайки), отобранных из северной части Войкарского массива (Edwards, Wasserburg, 1985; Sharma et al., 1995). Этими исследованиями показано, что плутонические комплексы массива могли быть сформированы около 387+34 млн лет назад. Позднее, в работе (Ронкин и др., 2000), была получена оценка Sm-Nd-возраста гарцбургитов из расположенного чуть севернее (рис. 1,В) и сложенного аналогичными образованиями Райизского массива — 406±26 млн лет,
а также Sm-Nd-возраст (410±15 млн лет) дунит-вер-литово-клинопироксенитово-габбрового комплекса из восточного края этого же массива.
2. Изучение U-Pb-изотопной системы цирконов трех разноразмерных фракций из плагиогранитов (субассоциация E-PU-1E) Войкарского массива выявило дискордантную зависимость с верхним пересечением дискордии и конкордии около 489±20 млн лет и нижним пересечением около 0 (Хаин и др., 2008; Khain et al., 2005). При этом средний возраст, вычисленный по отношению 207Pb/206Pb для всех трех фрак-
ций изученных цирконов, составил 490±7 млн лет и совпал в пределах погрешности со значением верхнего пересечения дискордии и конкордии. Принимая во внимание тот факт, что морфологические особенности изученных цирконов свидетельствуют об их магматическом происхождении, возраст 490±7 млн лет был проинтерпретирован как возраст кристаллизации опробованных плагиогранитов (Хаин и др., 2008; ЕМт et а1., 2005).
3. Изучение структуры и состава хромитовой минерализации в гарцбургитах, включая штокверки ду-нитовых жил (субассоциация Е-Ри-1А) в северной части Войкарского массива, выявило минеральный парагенезис хромитовой руды — хромит + оливин ± циркон (Савельева и др., 2007). При этом в хромите было найдено два морфологических типа цирконов — мелкие (от 50—75 до 153 мкм) призматические прозрачные бесцветные эфгедральные кристаллы с коэффициентом удлинения 2,0—2,5 (преобладают) и хорошо «ограненные» и округлые зерна размером от 25-30 до 200-230 мкм. Датирование (и-РЬ, 8НШМР-П) девяти зерен дало следующие результаты: конкор-дантный кластер (7 датировок) около 585,3±6 млн лет (MSWD 0,036 и вероятность конкордантности 0,85), конкордантный возраст одного зерна 622± 11 млн лет и конкордантный возраст еще одного зерна 2552±25 млн лет (Савельева и др., 2007). Возрастные оценки 622± 11 и 2552±25 млн лет авторами этого исследования не были проинтерпретированы. При этом возраст 585,3± ±6 млн лет был интерпретирован как вендское (про-тоуральское) тектономагматическое событие, которое произошло в верхней мантии переходной зоны между континентом и океаническим бассейном.
Заметим, что вендский возраст (585,3±6 млн лет) не согласуется с общепринятым возрастом Полярно-Уральских офиолитов, который по геологическим данным оценивается как среднепалеозойский (или реже раннепалеозойский). Для объяснения того, как и почему верхнемантийные породы, записавшие вендское магматическое событие, могли быть вовлечены в структуру палеозойских офиолитов, в работе (Савельева и др., 2007) было предположено, что «породы допалеозойской коры перерабатывались в ходе более молодых магматических событий, связанных с зарождением островных дуг в среднем палеозое». Однако анализы всех (!) датированных цирконов (включая позднеархейское зерно циркона) конкордантны и не показывают никаких признаков нарушения и/или перезапуска их и-ТИ-РЬ-изотопных систем. Это подразумевает, что цирконы не были подвержены никаким существенным магматическим или метаморфическим воздействиям. А это практически невозможно, если породы, вмещающие цирконы, были переработаны в палеозойских вулканических дугах и затем во время Уральской коллизии. Мы не исключаем того, что в изученные пробы могли попасть чужеродные («технологическое загрязнение») цирконы во время дробления в механической дробилке и/или при выделе-
нии тяжелой фракции в тяжелой жидкости. Поэтому мы не учитываем эти результаты в своей дальнейшей интерпретации.
4. В работе (Ремизов и др., 2010) сообщено о результатах и-РЪ(8НЯ1ЫР)-датирования цирконов из трех образцов габброидов (ассоциация E-PU-1C) из Войкарского массива. Один образец был отобран на левом берегу р. Бол. Лагорты (точка 5052/3). Два других образца были взяты севернее (на р. Хойле — точка 2004/5) и южнее (на руч. Игедейегарт — точка 11081/1). Были получены конкордантные значения: 446±2 (5052/3), 446,8±4,3 (2004/5) и 454±7 млн лет (11081/1), которые соответствуют позднеордовикско-му геологическому возрасту войкарских габброидов.
5. В работе (Estrada et al., 2012) приведены результаты датирования цирконов из пород (габброиды, метагабброиды, а также секущие их плагиогранитои-ды) Войкарского офиолитового массива. Одно зерно циркона из плагиогранита (ассоциация E-PU-1E) (обр. RUB-347, р. Труба-Ю) показало конкордантный возраст — 444±2 млн лет; три циркона из полосы лей-кократового габбро в комплексе полосчатых габброи-дов (ассоциация E-PU-1C) (обр. RUB-145, р. Мал. Лагорта) дали конкордантный возраст 455±1 млн лет. Несколько анализов показали значения, которые, по мнению авторов этой работы, невозможно проинтерпретировать в смысле геологического возраста формирования изученных ими пород (Estrada et al., 2012). Несколько раннедокембрийских возрастов было проинтерпретировано авторами как возрасты ксеноген-ных (захваченных или инхеритных) цирконовых ядер. Часть анализов показала возрасты значительно моложе, чем геологический возраст уралид. Мы полагаем, что эти анализы могут отражать либо технологическое (лабораторное) загрязнение проб чужеродными зернами циркона, либо нарушение их изотопной системы, вызванное позднепалеозойской Уральской коллизией и /или более поздними тектономагматиче-скими событиями. Одно из таких событий было зафиксировано в эклогитах хр. Марункеу (на самом севере Полярно-Уральского сегмента (Glodny et al., 2000), датировано рубежом около 360 млн лет и проинтерпретировано как взаимодействие пород эклоги-товой фации метаморфизма и флюида, связанное с обдукцией Полярно-Уральских офиолитов.
6. В работе (Queiroga et al., 2010) приведены данные о датировании плагиогранитов (ассоциация E-PU-1E), обнаруженных в бассейне р. Лагорты-Ю (проба 116-09). Эти плагиограниты слагают довольно мелкие (от сантиметров до первых метров) неправильные жилоподобные тела, залегающие среди пор-фировидных долеритов. Плагиограниты состоят из кварца (90—95%) и зерен (от 0,5 до 1,0 мм) зонального плагиоклаза и амфибола, частично замещенного хлоритом. Вещественный состав этих плагиогранитов заметно отличается от состава раннедевонских пла-гиогранитов, тоналитов и гранодиоритов, слагающих Собский батолит и охарактеризованных в работах
(Удоратина, Кузнецов, 2007; иёогаИпа й а1., 2008). Не вызывает сомнения то, что плагиограниты, обнаруженные в бассейне р. Лагорты-Ю, являются наиболее поздним (молодым) элементом строения офиолитов Войкарского гипербазит-базитового массива, а их кристаллизационный возраст может характеризовать возраст офиолитов.
7. В работе (Ремизов и др., 2012) приведены результаты и-РЪ(ЪА-МС-1СР-М8)-датирования 452,7±5,1 и 441,1±6,5 млн лет цирконов (каждая датировка получена по 10 зернам) из плагиогранитных жил (ассоциация Е-Ри-1Е), рассекающих тонкозернистые габ-броиды (субассоциация Е-Ри-1С) на р. Лагорте-Ю.
Геодинамические выводы
Обобщение всей имеющейся информации о строении Войкарской части Полярного Урала позволяет предложить следующий сценарий палеозойской геодинамической эволюции Полярно-Уральского региона (рис. 2 и 3).
Поздний кембрий — ранний ордовик. Наиболее раннее тектоническое событие, распознаваемое в уральской истории Полярного Урала, — это эпиконтиненталь-
ный рифтинг, который происходил на уральском краю раннепалеозойского континента Аркт-Европа (Аркти-да + Балтика) и длился с конца кембрия до начала ордовика (Кузнецов, 2009а, б, 2010; Кузнецов и др., 2006, 2007а, б). Недавно были опубликованы первые результаты и-РЪ-датирования детритных цирконов из верхнекембрийских—нижнеордовикских песчаников (ассоциация '^Ри-1) кряжа Енгане-Пе, расположенного на западе Полярного Урала, и района верхнего течения р. Средней Лагорты, расположенного невдалеке от западной границы Войкарского офиолитового массива (Соболева и др., 2012). Эти результаты позволили охарактеризовать породы, размывавшиеся на палео-водосборах (источники сноса/питающие провинции) во время формирования верхнекембрийских-нижнеордовикских песчаников Полярного сегмента Западного Урала. Возраст детритных цирконов из этих песчаников совпал с известным возрастом (Орлов и др., 2011) комплексов Протоуралид-Тиманид («Прото-уральско-Тиманский провенанс-сигнал»). Судя по датировкам магматических комплексов (8оЪо1еуа, иёо-гаИпа, 2010), характерных для деструктивных геодинамических обстановок, длительность рифтинга оценивается в 492-475 млн лет.
Рис. 3. Палеотектонические реконструкции: А-Г — палеопрофили: А — вкрест орогена Протоуралид-Тиманид, средний кембрий; Б-Г — вкрест Полярно-Уральского сегмента Уральского орогена на моменты времени, Б — середина силура, В — начало карбона и Г — середина перми; Д-Е — конфигурации палеоконти-нентов на середину силура (Д, соответствует профилю Б) и середину перми (Е, соответствует профилю Г). ГУР — Главный Уральский разлом (Уральская сутура), ВД — вулканическая дуга, ТТЛ — линия Тессейра-Торнквиста
Арениг (ранний ордовик) — турне (ранний карбон). В начале этого периода рифтогенная обстановка на Уральской окраине Аркт-Европы развилась до стадии формирования бассейна с новообразованной корой океанического типа — Войкарского бассейна. Начиная со среднего силура Аркт-Европа стала частью Аркт-Лавруссии вследствие каледонской орогении, спаявшей эти континентальные массы. Однако это крупнейшее событие практически никак не воздействовало на Войкарский бассейн: в его пределах продолжала формироваться Войкарская офиолитовая ассоциация (ассоциация E-PU-1).
Наиболее вероятно, что датировки цирконов из плагиогранитных жил (субассоциация E-PU-1E) 490±7 млн лет (Хаин и др., 2008; Khain et al., 2005) маркируют один из самых первых (ранних) эпизодов океанического спрединга. Продолжение спрединга в Войкарском бассейне доказывается генерацией полосчатых габбро (субассоциация E-PU-1C) с SHRIMP-датировками 455±1 млн лет (полосы лейкократовых габбро в полосчатых габброидах на р. Мал. Лагорте, RUB-145) (Estrada et al., 2012), 446±2 млн лет (5052/3, левый берег р. Бол. Лагорты) и 446,8±4,3 млн лет (р. Хойла, проба 2004/5) (Ремизов и др., 2010) (субассоциация E-PU-1C), а также генерацией плагиограни-тов (субассоциация E-PU-1E) с возрастом 452,7±5,1 и 441,1±6,5 млн лет на р. Лагорте-Ю (Ремизов и др., 2012), 444±2 млн лет на р. Трубе-Ю (Estrada et al., 2012) и 427±7 млн лет на р. Лагорте-Ю (Queiroga et al., 2010). Таким образом, если исходить из высокоточных датировок, то спрединг в Войкарском бассейне длился не менее чем 65 млн лет — от -490 до -425 млн лет (т.е. от конца кембрия до середины силура), а если не исключать менее надежные геохронологические данные, то и дольше.
В результате длительного спрединга в Войкарском новообразованном бассейне от уральской окраины Аркт-Лавруссии был «оторван» крупный блок коры, который отделял Войкарский бассейн от палеоокеана. Не позднее чем в среднем силуре под этот коровый блок началась субдукция океанической литосферы. В результате зародился и начал развиваться Собско-Малоуральский надсубдукционный вулканоплутони-ческий пояс (субассоциация E-PU-2), а Войкарский бассейн трансформировался в задуговой бассейн. Поскольку время начала этого нового субдукционного эпизода приблизительно совпадает с возрастом начальных этапов каледонской орогении, очень вероятно, что он был инициирован общей (глобальной или субглобальной) перестройкой движения литосферных плит, которая всегда сопровождает крупные континентальные коллизии, т.е. начало конвергенции плит на Уральской окраине Аркт-Лавруссии в некотором смысле явилось отдаленным следствием каледонской орогении.
Над новой субдукционной зоной вплоть до начала карбона формировались комплексы Собско-Малоураль-ского вулканоплутонического пояса. Стратиграфиче-
ские данные позволяют оценить время начала формирования Малоуральской островодужной ассоциации (субассоциация Е-Ри-2) как лудлов, -420 млн лет.
Во время этого субдукционного эпизода Войкар-ский бассейн с корой океанического типа продолжал свое развитие. Этот этап развития бассейна характеризуют следующие датировки. Изохронный Sm-Nd-метод по гарцбургиту (субассоциация Е-Ри-1А) из массива Райиз дал величину 406±26 млн лет (Ронкин и др., 2000), а дуниты, верлиты и клинопироксениты (субассоциация Е-Ри-1В) — 410±15 млн лет (Ронкин и др., 2000). Отметим, что тем же методом изохронный) для того же комплекса (дуниты, верлиты и клинопироксениты субассоциации Е-Ри-1В) для Войкарского массива еще 20 лет назад была получена оценка 387±34 млн лет ^Иагта et а1., 1995). В принципе эта оценка могла бы быть проинтерпретирована как возраст метаморфического или метасоматического события, связанного с субдукцией под Собско-Мало-уральский вулканический пояс, а не временной маркер спрединговой стадии. Однако в работе ^Иагта et а1., 1995) четко показано по Sm/Nd- и Sr/Sr-изотопным систематикам, что исследованные породы не были подвергнуты никакому геохимическому «загрязнению» или изменению. Мы склоняемся к интерпретации изотопного возраста -387 млн лет как возраста формирования гипербазит-базитовых пород Войкар-ского массива, но имеем в виду, что это значение характеризуется большой ошибкой (±34 млн лет), двойное значение которой фактически «покрывает» весь временной интервал существования Войкарского бассейна.
Комплексы Собско-Малоуральской островодуж-ной ассоциации подразделяются на близповерхност-ные — вулканические и вулканогенно-осадочные (субассоциация Е-Ри-2В) и глубокие — интрузивные (субассоциация Е-Ри-2А).
Близповерхностные комплексы были сформированы в несколько стадий. Начиная с лудлова до среднего девона формировались известково-щелочные субаэраль-ные и субаквальные лавы и вулканогенно-осадочные комплексы (субассоциация Е-Ри-2В1). В позднем девоне интенсивность надсубдукционного вулканизма существенно снизилась и над вулканическими постройками стали образовываться карбонатные рифы (субассоциация Е-Ри-2В2). В начале карбона произошел кратковременный эпизод высококалиевого магматизма (шошонитового типа) (субассоциация Е-Ри-2В2). Было показано (Романюк, Ткачев, 2010), что эпизоды высококалиевого магматизма часто сопровождают де-ламинацию (отрыв и «обрушение» фрагмента литосферы в глубокую мантию). Очень высока вероятность того, что под длительно развивавшимся Собско-Малоуральским надсубдукционным вулканоплутони-ческим поясом произошло деламинирование части литосферного корня, в котором «скапливались» высокоплотные реститы, остающиеся после отделения и всплывания вверх гранитоидных пород (гранитоиды Собского батолита).
В глубинных уровнях Собско-Малоуральского над-субдукционного вулканоплутонического пояса формировались тоналиты, трондъемиты и гранодиориты, слагающие большую часть Собского батолита (субассоциация Е-Ри-2А1) с изотопным возрастом 408400 млн лет (Удоратина, Кузнецов, 2007). Синхронно с затухающим известково-щелочным вулканизмом (близповерхностные условия) в глубинных уровнях формировались интрузии биотитовых гранитов и лейкогранитов янаслорского комплекса (субассоциация Е-Ри-2А2), возраст которых 380 млн лет (Удора-тина, Кузнецов, 2007), а на самых заключительных стадиях функционирования Малоуральской вулканической дуги в ее тело внедрялись массивы монцони-тов и монцодиоритов конгорского комплекса (субассоциация Е-Ри-2А3), для которых возраст оценен как 360 млн лет.
На Уральской окраине Аркт-Европы (а начиная со среднего силура1 — на Уральской окраине Аркт-Лав-руссии) на бортах Войкарского бассейна в период от аренига (ранний ордовик) до турне (ранний карбон) формировались два типа комплексов: сначала в обстановке, близкой к обстановкам пассивной континентальной окраины, а затем, со времени заложения Собско-Малоуральского надсубдукционного вулка-ноплутонического пояса, в обстановке задугового бассейна.
Разнообразные мелководные карбонатные породы с редкими прослоями горизонтов кварцевых песчаников (субассоциация W-PU-2A) аккумулировались на шельфе близко к береговой линии. Напротив, черные глинистые сланцы и кремни, изредка чередующиеся в разрезе с подушечными лавами бимодального состава (субассоциация W-PU-2B), формировались далеко от береговой линии (на континентальном склоне и около его подножия) в глубоководных условиях западной бортовой зоны Войкарского спредин-гового бассейна с корой океанического типа.
Результаты и-РЬ-датирования детритных цирконов (Кузнецов и др., 2013) из эмских (верхи нижнего девона) кварцевых песчаников, расслаивающих карбонатные разрезы (ассоциация W-PU-2A), показали, что в песчаниках присутствуют только древние цирконы (мезопротерозойские — от -1,0 до -1,65 млрд лет, палеопротерозойские — от -1,8 до -2,1 млрд лет и архейские--2,5-3,3 млрд лет), т.е. на «континентальном» (обращенном к континенту Аркт-Лаврус-сия) борту Войкарского бассейна в конце раннего девона аккумулировались эрозионные продукты только кристаллических комплексов фундамента Аркт-Ев-ропы (Балтики и Арктиды). Ни одного зерна циркона с палеозойским возрастом не было зафиксировано, т.е. кластический материал из Малоуральского вулка-
нического пояса не достигал «континентального» (западного) борта Войкарского бассейна. Это согласуется с интерпретацией субассоциации W-PU-2A как осадочной толщи, формировавшейся на континентальной стороне бассейна и аккумулировавшей исключительно эрозионные продукты древнего фундамента соседнего континента.
Визе (ранний карбон) — поздний карбон. На этом этапе спрединг в Войкарском бассейне не проявлялся, а напротив, произошло закрытие Войкарского бассейна (причленение Собско-Малоуральского над-субдукционного вулканоплутонического сооружения к континенту Аркт-Лавруссия). Сначала комплексы Собско-Малоуральского вулканоплутонического пояса были приведены в тектоническое соприкосновение с Войкарскими офиолитами, а затем они все вместе были надвинуты (обдукция) на комплексы Уральского края Аркт-Лавруссии (на «континентальный» борт Войкарского бассейна), причем офиолитовые комплексы оказались в подошве аллохтона. Стадия обдук-ции Полярно-Уральских офиолитов коррелирует по времени с датировкой 360 млн лет (ОМпу й а1., 2000), которая интерпретируется как «воздействие флюида на породы эклогитовой фации».
Такое понимание интерпретация визейско-позд-некаменноугольного этапа эволюции Войкарской части Полярного Урала согласуется с результатами датирования детритных цирконов из визейско-верх-некаменноугольного флиша (субассоциация W-PU-3A) (Кузнецов и др., 2013). В противоположность ассоциации W-PU-2A, которая содержит только древние цирконы (см. выше), среди цирконов из ассоциации W-PU-3A есть цирконы с возрастом от -312 до -414 млн лет («Уральский провенанс сигнал»2), и это означает, что в Западно-Уральский осадочный бассейн в это время уже стал поступать детрит из воздымающегося Раннеуральского орогена, сформированного в результате причленения Собско-Малоуральского надсубдукционного сооружения к континенту.
Поздний карбон — артинский век (ранняя пермь). В конце карбона — начале перми происходила главная стадия уральской коллизии, когда уральская окраина Аркт-Лавруссии столкнулась с уральским краем композитного Сибирско-Казахско-Киргизского континента. Уральская коллизия сопровождалась внедрением больших объемов гранитоидов возраста 270-250 млн лет, которые экспонируются в настоящее время на Южном, Среднем и Северном Урале (Тевелев, Кошелева, 2002; Тевелев и др., 2006; Ферштатер, 2013; Фершта-тер и др., 2007; Шатагин и др., 2000; Веа й а1., 2002). Реликты осевой зоны Уральского орогена хорошо представлены на Южном Урале, однако реликты этой зоны уралид практически отсутствуют в Полярно-Уральском сегменте. Предположительно они вместе
1 После сутурирования Скандинавско-Свальбардской окраины Аркт-Европы и Гренландской окраины Лаврентии (каледонская оро-гения), сформировавшей композитный континент Аркт-Лавруссия (Аркт-Европа + Лаврентия).
2 Детритные цирконы с возрастом магматических/метаморфических комплексов, сформированных в среднем палеозое в надсубдук-ционных системах (-420-300 млн лет), реликты которых участвуют в современной структуре восточных зон Урала.
с большей частью восточных зон Уральского орогена слагают фундамент Западно-Сибирской плиты и в настоящее время похоронены под мощным мезозойско-кайнозойским чехлом Западно-Сибирского бассейна. На Приполярном и Полярном Урале экспонируются только реликты западного фланга Уральского ороге-на, в которых события уральской коллизии проявлены как изотопное омоложение неопротерозойских (Кузнецов и др., 2000) и палеозойских (Estrada et al., 2012) пород. В частности, породы южной части Вой-карского массива записали U-Pb-возраста -260 млн лет в нескольких цирконах из двух образцов габбро (RUR-1) и плагиогранита (RUR-6) и возраста моложе 300 млн лет, зафиксированные в цирконах из габбро (RUB-2620A) и габбро-милонита RUE-15 из северной части Войкар-ского массива (Estrada et al., 2012). Также уральская коллизия в Полярном Урале косвенно отразилась в возрастах детритных цирконов из артинских песчаников Западно-Уральской мегазоны (субассоциация W-PU-3B). Среди детритных цирконов из этих песчаников есть и «уральский», и «протоуральско-тиман-ский провенанс-сигналы», а также цирконы с более
древним возрастом вплоть до архейских (Кузнецов и др., 2013). Это означает, что во время воздымания Уральского орогена вместе с собственно уральскими комплексами к эрозионной поверхности были выведены глубинные комплексы краевой восточной части Западно-Уральской мегазоны (древнего фундамента континента Аркт-Лавруссия), включая и реликты орогена Протоуралид-Тиманид — протоуральско-тиман-ские комплексы.
Таким образом, накопленная к настоящему времени геохронологическая информация, увязанная со всей совокупностью геологических данных по Полярному Уралу, позволяет уточнить временные рамки существования Войкарского бассейна с корой океанического типа. Высокоточные и надежные возрасты (циркон, U-Pb, SHRIMP) плагиогранитоидов и габ-броидов из Войкарского массива свидетельствуют о том, что спрединг в Войкарском бассейне с корой океанического типа длился не менее 65 млн лет (от -490 до -425 млн лет), а возможно, и дольше (до 400 млн лет), если не исключать менее надежные геохронологические определения.
ЛИТЕРАТУРА
Андреичев В.Л., Ронкин Ю.Л., Лепихина О.П., Литвинен-ко А.Ф. Изотопный возраст пермо-триасового базальтового магматизма Полярного Предуралья: ЯЬ^г- и Sm-Nd-данные // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15, № 3. С. 22-31.
Аристов В.А., Руженцев С.В. Стратиграфия сланцево-кремнистых и вулканогенно-осадочных отложений палеозоя и история геологического развития Полярного Урала // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8, № 2. С. 9-18.
Белова А.А., Рязанцев А.В., Разумовский А.А., Дегтярев К.Е. Раннедевонские надсубдукционные офиолиты в аллохтонах Южного Урала // Геотектоника. 2010. № 4. С. 39-64.
Бороздина Г.Н., Иванов К.С., Богоявленская В.М. Стратиграфия вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений Салатимской и Тагильской зон Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2010. 152 с.
Войновский-Кригер К.Г. Два комплекса палеозоя на западном склоне Полярного Урала // Сов. геол. 1945. № 6. С. 98-107.
Войновский-Кригер К.Г. Очерк тектоники Лемвинской фациально-структурной зоны (Западный склон Полярного Урала). Ст. 1 // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1966. Т. 51, вып. 4. С. 5-29.
Войновский-Кригер К.Г. Очерк тектоники Лемвинской фациально-структурной зоны (Западный склон Полярного Урала). Ст. 2 // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1967. Т. 52, вып. 3. С. 5-26.
Дембовский Б.Я., Дембовская З.П., Клюжина М.Л., Наседкина В.А. Новые данные по стратиграфии верхнего протерозоя и нижнего палеозоя западного склона Севера Урала. Свердловск, 1988. 62 с.
Десятниченко Л.И., Фадеичева И.Ф., Смирнов В.Н. и др. Позднеордовикско-силурийские вулканические комплексы Тагильской зоны (восточный склон Среднего Урала): вещественный состав, возраст, уточненная схема расчленения // Литосфера. 2005. № 1. С. 68-96.
Диденко А.Н., Куренков С.А., Руженцев С.В. и др. История геологического развития Полярного Урала // Тр. ГИН РАН. Вып. 531. М.: Наука, 2001. 191 с.
Душин В.А. Магматизм и геодинамика палеоконтинен-тального сектора севера Урала. М.: Недра, 1997. 213 с.
Ефимов А.А., Потапова Т.А. Тектоника нижней (метаба-зитовой) структурной единицы Войкарского офиолитового аллохтона на Полярном Урале // Геотектоника. 1990. № 5. С. 45-54.
Ефимов А.А., Потапова Т.А. Парагенез параганит-кли-ноцоизит-кианит-кварц как индикатор условий высокобарического метаморфизма в нижней метагабброидной зоне Войкарского офиолитового аллохтона (Полярный Урал) // Докл. АН. 1992. Т. 323, № 1. С. 137-141.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР: В 2 кн. М.: Недра, 1990. Кн. 1. 328 с.; Кн. 2. 334 с.
Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд лет) и строения Урала: Дисс. ... докт. геол.-минерал. наук в форме науч. докл. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1998. 253 с.
Иванов С.Н., Пучков В.Н., Иванов К.С. и др. Формирование земной коры Урала. М.: Наука, 1986. 248 с.
История развития Уральского палеоокеана / Ред. Л.П. Зоненшайн, В.В. Матвеенков. М.: Ин-т океанологии АН СССР, 1984. 164 с.
Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Аркти-ды — начальный этап «собирания» северной части поздне-палеозойско-раннемезозойской Пангеи // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2009а. Т. 84, вып. 1. С. 18-38.
Кузнецов Н.Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позд-недокембрийско-раннепалеозойская эволюция восточного и северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы: Автореф. докт. дисс. М.: Ин-т физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, 2009б.
Кузнецов Н.Б. Позднедокембрийско-раннепалеозойская предыстория Западной Арктики (регионально-геологический и палеотектонический аспекты) // Строение и история развития литосферы. М.: Paulsen, 2010. С. 525-569.
Кузнецов Н.Б., Куликова К.В., Удоратина О.В. Структурные особенности протоуралид поднятия Енганэпэ (Полярный
Урал) как отражение кембрийской коллизии Балтики и Арктиды // Докл. АН. 2007а. Т. 415, № 1. С. 77-82.
Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Миллер Э.Л. и др. Первые U/Pb-датировки детритных цирконов из песчаников среднего и верхнего палеозоя Полярного Урала: тестирование региональных тектонических моделей // Докл. АН. 2013. Т. 451, № 2. С. 183-188.
Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В. и др. До-уральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 1. Протоуралиды, тиманиды и доордовикские гра-нитоидные вулканоплутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С. 3-22.
Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В. и др. До-уральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 2. Позднедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007б. № 1. С. 32-45.
Кузнецов Н.Б., Удоратина О.В. Геодинамические условия формирования и возраст гранитоидов Вангырского массива, Приполярный Урал // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2007. Т. 82, вып. 2. С. 3-12.
Кузнецов Н.Б., Удоратина О.В., Андреичев В.Л. Палеозойские преобразования доуралид и проблема геодинамической эволюции Уральской окраины Восточно-Европейского континента в палеозое // Вестн. Воронеж. ун-та. Геол. 2000. № 9. С. 18-25.
Куренков С.А., Диденко А.Н., Симонов В.А. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002. 294 с.
Лупанова Н.П., Маркин В.В. Зеленокаменные толщи Собско-Войкарского синклинория (Восточный склон Полярного Урала.) М.; Л.: Наука, 1964. 175 с.
Махлаев Л.В. Гранитоиды севера Центрально-Уральского поднятия (Полярный и Приполярный Урал). Екатеринбург, 1996. 150 с.
Орлов С.Ю., Кузнецов Н.Б., Миллер Е.Л. и др. Возрастные ограничения протоуральско-тиманской орогении по де-тритным цирконам // Докл. АН. 2011. Т. 440, № 1. С. 87-92.
Перфильев А.С. Формирование земной коры Уральской эвгеосинклинали. М.: Наука, 1979. 188 с.
Петров Г.А., Ронкин Ю.Л., Маегов В.И. и др. Новые данные о составе и возрасте комплексов основания Тагильской палеоостроводужной системы // Докл. АН. 2010. Т. 432, № 4. С. 499-505.
Пучков В.Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. М.: Наука, 1979. 257 с.
Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: ДАУРИЯ, 2000. 146 с.
Пучков В.Н. Уралиды и тиманиды, их структурные связи и место в геологической истории Урало-Монгольского складчатого пояса // Геол. и геофиз. 2003. № 1-2. С. 28-39.
Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
Ремизов Д.Н., Григорьев С.И., Петров С.Ю. и др. Новые данные о возрасте габброидов кэршорского комплекса на Полярном Урале // Докл. АН. 2010. Т. 434, № 2. С. 238-242.
Ремизов Д.Н., Куликова К.В., Сычев С.Н. и др. U-Pb-возраст цирконов из плагиогранитов лагортаюского дайко-вого комплекса на Полярном Урале // Докл. АН. 2012. Т. 447, № 5. С. 538.
Романюк Т.В., Ткачев А.В. Геодинамический сценарий формирования крупнейших мировых неоген-четвертичных бор-литиеносных провинций. М.: Светоч Плюс, 2010. 304 с.
Ронкин Ю.Л., Прямоносое А.П., Телегина Т.В. и др. Дунит-гарцбургатовый и дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс Полярного Урала: REE- и Sr-Nd-огра-ничения // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. М.: ГЕОС, 2000. С. 302—305.
Руженцее С.В., Савельев А.А. Палеозойские структурно-формационные комплексы Восточно-Европейской континентальной окраины на Полярном Урале // Докл. АН. 1997. Т. 352, вып. 4. С. 507-510.
Руженцее С.В., Самыгин С.Г. Структура и тектоническое развитие области сочленения Восточно-Европейской платформы и Южного Урала // Геотектоника. 2004. № 4. С. 20-44.
Рязанцев А.В., Белова А.А., Разумовский А.А., Кузнецов Н.Б. Геодинамические обстановки формирования ордовикских и девонских дайковых комплексов офиолитовых разрезов Южного Урала и Мугоджар // Геотектоника. 2012. № 2. С. 65-69.
Рязанцев А.В., Дубинина С.В., Кузнецов Н.Б., Белова А.А. Ордовикские комплексы конвергентной окраины в аллохтонах Южного Урала // Геотектоника. 2008. № 5. C. 49-78.
Рязанцев А.В., Разумовский А.А., Кузнецов Н.Б. и др. Геодинамическая природа серпентинитовых меланжей на Южном Урале // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2007. Т. 82, вып. 1. С. 32-47.
Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офио-литов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1987. 246 с.
Савельева Г.Н., Суслов П.В., Ларионов А.Н. Вендские тек-тономагматические события в мантийных комплексах офио-литов Полярного Урала: данные U-Pb-датирования циркона из хромититов // Геотектоника. 2007. № 2. С. 23-33.
Соболева А.А. Вулканиты и ассоциирующие с ними гранитоиды Приполярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 146 с.
Соболева А.А., Кузнецов Н.Б., Миллер Э.Л. и др. Первые результаты U/Pb-датирования детритных цирконов из ба-зальных горизонтов уралид (Полярный Урал) // Докл. АН.
2012. Т. 415, № 5. С. 570-576.
Тевелев Ал. В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) // Тр. лаб. геологии складчатых поясов. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2002. 124 с.
Тевелев А.В., Кошелева И.А., Попов В.С. и др. Палеозоиды зоны сочленения Восточного Урала и Зауралья // Тр. лаб. геологии складчатых поясов. Вып. 4. М.: геологический ф-т МГУ, 2006. 300 с.
Тектоника Урала. М.: Наука, 1977. 120 с.
Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б. Собский плагиогранит-ный комплекс Полярного Урала // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2007. Т. 82, вып. 3. С. 49-59.
Ферштатер Г.Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН,
2013. 368 с.
Ферштатер Г.Б., Краснобаев А.А., Беа Ф. и др. Геодинамические обстановки и история палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала (по результатам датирования цирконов) // Геотектоника. 2007. № 6. С. 52-77.
Ферштатер Г.Б., Холоднов В.В., Кременецкий А.А. и др. Золотоносные габбро-тоналит-гранодиорит-гранитные массивы Урала: возраст, геохимия, особенности магматической и рудной эволюции // Геол. рудн. месторожд. 2010. Т. 52, № 1. С. 65-84.
Хаин Е.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. U-Pb-возраст плагиогранитов офиолитовой ассоциации Войкаро-Сынь-инского массива (Полярный Урал) // Докл. АН. 2008. Т. 419, № 4. С. 524-529.
Херасков Н.П. Принципы составления тектонических карт складчатых областей Южного Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948. № 5. С. 121-134.
Чаплыгина Н.Л., Дегтярев К.Е., Савельева Г.Н. Офиолиты гарцбургитового типа в структурированном меланже Западно-Магнитогорской зоны (Южный Урал) // Геотектоника. 2002. № 6. С. 25-37.
Шатагин К.Н., Астраханцев О.В., Дегтярев К.Е., Лучиц-кая М.В. Неоднородность континентальной коры Восточного Урала: результаты изотопно-геохимического изучения палеозойских гранитоидных комплексов // Геотектоника. 2000. № 5. С. 44-60.
Шишкин М.А. Тектоника юга Лемвинской зоны (Полярный Урал) // Геотектоника. 1989. № 3. С. 86-95.
Шишкин М.А., Малых И.М., Матуков Д.И., Сергеев С.А. Риолитовые комплексы западного склона Полярного Урала // Геология и минеральные ресурсы Европейского северо-востока России. Т. 2. Сыктывкар: Геопринт, 2004. С. 148-150.
Шмелев В.Р. Мантийные ультрабазиты офиолитовых комплексов Полярного Урала: петрогенезис и обстановка формирования // Петрология. 2011. Т. 19, № 6. С. 649-672.
Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования). Екатеринбург, 1998. 203 с.
Alvarez-Marron J. Tectonic processes during collisional orogenesis from comparison of the Southern Urals with the Central Variscides // Mountain Building in the Uralides: Pangea to Present: Geophysical Monograph / Eds D. Brown, C. Juhlin, V Puchkov; American Geophysical Union. 2002. N 132. P 83-100.
Bea F., Fershtater G., Montero P. Granitoids of the Urals: implications for the evolution of the orogen // Mountain Building in the Uralides: Pangea to Present: Geophysical Monograph / Eds D. Brown, C. Juhlin, V. Puchkov; American Geophysical Union. 2002. N 132. P. 211-232.
Brown D., Herrington R., Alvarez-Marron J. Processes of arc-continent collision in the Uralides // Arc-continent collision: the making of an orogen. Frontiers in Earth Sciences / Eds D. Brown, P. Ryan. Heidelberg: Springer, 2011.
Brown D., Puchkov V., Alvarez-Marron J., Perez-Estaun A. The structural architecture of the footwall to the Main Uralian Fault, southern Urals // Earth Sci. Rev. 1996. Vol. 40. P. 125-147.
Brown D., Spadea P., Puchkov V. et al. Arc-continent collision in the Southern Urals // Earth Sci. Rev. 2006. Vol. 79. P. 261-287.
Edwards R.L., Wasserburg G.J. The age and emplacement of obducted ocean crust in the Urals from Sm-Nd and Rb-Sr sys-tematics // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 72. P. 389-404.
Estrada S., Henjes-Kunst F., Burgath K.-P. et al. Insights into the magmatic and geotectonic history of the Voikar Massif, Polar Urals // Z. Deutschen Ges. Geowissenschaften. 2012. Bd 163, 1. S. 9-41. DOI: 10.1127/1860-1804/2012/0163-0009.
Friberg M., Juhlin C., Beckholmen M. et al. Palaeozoic tectonic evolution of the Middle Urals in the light of the ESRU seismic experiments // J. Geol. Soc. London. 2002. Vol. 159, N 3. P. 295-306. DOI: 10.1144/0016-764900-189.
Glodny J., Montero P., Austrheim H. et al. The Marun-Keu metamorphic complex, Polar Urals: protolith evolution and its geodynamics significance // Intas Europrobe Timpebar-Uralides Workshop, St. Petersburg, 2000. Abst. P. 13-14.
Gorz, I., Hielscher P. An explicit plate kinematic model for the orogeny in the Southern Uralides // Tectonophysics. 2010. \bl. 493, N 1-2. P. 1-26. DOI: 10.1016/j.tecto.2010.07.005.
Hamilton W. The Uralides and the motion of the Russian and Siberian Platforms // Geol. Soc. Amer. Bull. 1970. Vol. 81, N 9. P. 2553-2576.
Ivanov K.S., Puchkov V.N., Fyodorov Yu.N. et al. Tectonics of the Urals and adjacent part of the West-Siberian platform basement: main features of geology and development // J. Asian Earth Sci. 2013. Vol. 72. P. 12-24.
Khain E.V., Fedotova A.A., Bibikova E.V. et al. The Neopro-terozoic and Early Paleozoic geological history of the Ural-Kazakhstan margin of the Paleoasian Ocean using new isotopic and geochronological data obtained for the Polar Ural region // Russian J. Earth Sci. 2005.Vol. 7. ES5003. doi:10.2205/2005ES000188.
Kuznetsov N.B., Natapov L.M., Belousova E.A. et al. Geochronological, geochemical and isotopic study of detrital zircon suites from late Neoproterozoic clastic strata along the NE margin of the East European Craton: Implications for plate tectonic models // Gondwana Res. 2010. Vol. 17. P. 583-601. DOI: 10.1134/S1028334X10120263.
Kuznetsov N.B., Soboleva A.A., Udoratina O.V. et al. Pre-ordo-vician tectonic evolution and volcano-plutonic associations of the Timanides and northern Pre-Uralides, northeast part of the east European Braton // Gondwana Res. 2007. Vol. 12. P. 305-323. doi:10.1016/j.gr.2006.10.021.
Lawver L.A., Grantz A., Gahagan I.M. Plate kinematic evolution of the present Arctic region since the Ordovician // Tectonic evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds E.L. Miller, A. Grantz, S.L. Klemperer; Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 2002. N 360. P. 333-358.
Pertsev A., Savelieva G.N., Simakin S.G. Parental melts imprited in plutonic rocks of the Voykar ophiolite, Polar Urals: evidences from clinopyroxene geochemistry // Ofioliti. 2003. Vol. 28, N 1. P. 33-41.
Puchkov V.N. Structure and geodynamics of the Uralian orogen // Orogeny through time / Eds J.P. Burg, M. Ford; Geol. Soc. London Spec. Publ. 1997. Vol. 121. P. 201-236.
Queiroga G., Martins M., Kulikova K. et al. First U-Pb dating of a plagiogranite from Voykar massif, Polar Urals, Russia // VII SSAGI. South American Symposium on Isotope Geology. Brasilia, 25-28 July 2010. P. 397-400.
Reichow M.K., Pringle M.S., Al'Mukhamedov et al. The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: implications for the end-Permian environmental crisis // Earth Planet. Sci. Lett. 2009. Vol. 277. P. 9-20.
Savelieva G.N., Sharaskin A.Y., Saveliev A.A. et al. Ophiolites and zoned mafic-ultramafic massifs of the Urals: a comparative analysis and some tectonic implications // Mountain Building in the Uralides: Pangea to Present. Geophysical Monograph / Eds D. Brown, C. Juhlin, V. Puchkov; American Geophysical Union. 2002. N 132. P. 135-154.
Scarrow J., Ayala C., Kimbell G.S. Insights into orogenesis: Getting to the root of the continent-ocean-continent collision in the southern Urals, Russia // J. Geol. Soc. Lonodon. 2002. Vol. 159. P. 659-672.
Scarrow J.H., Pease V., Fleutelot C., Dushin V. The late Neo-proterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? // Precambrian Res. 2001. Vol. 110. P. 255-275.
Sengor A.M.C., Natal'in B.A., Burtman V.S. Evolution of the Altaid tectonic collage and Palaeozoic crustal growth in Eurasia // Nature. 1993. Vol. 364. P. 299-307.
Sharma M., Wasserburg G.J., Papanastassiou D.A. et al. High 143Nd/144Nd in extremely depleted mantle rocks // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 135. P. 101-114.
Shmelev V.R., Puchkov V.N. Tectonic features of the Ray-Iz ultramafic massif(Polar Urals) // Geotectonics. 1986. Vol. 224. P 314.
Soboleva A.A., Udoratina O.V. Neoproterozoic and early Paleozoic A-type rhyolites and granites in the Subpolar and Polar Urals // International Conference on A-type Granites and Related Rocks through Time (IGCP-510). Helsinki, 2010. Abst. Vol. P. 101-103.
Stampfli G.M., Borel G.D. A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrones // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. Vol. 196. P. 17-33.
Udoratina O.V., Kuznetsov N.B., Larionov A.N. Plagiogranites of the Sobsky Complex (Polar Ural): U-Pb data // Granites and Earth evolution: Geodynamic setting, petrogenesis and ore content of granitoid batholiths. Proceedings of the 1st International Geological Conference. Geological Institute SB RAS, Russia, 2008. P. 391-392.
Zonenshain L.P., Korinevsky V.G., Kazmin et al. Plate tectonic model of the South Urals development // Tectonophysics. 1984. Vol. 109. P. 95-135.
TIME-INTERVAL OF EXISTING OF OCEANIC-TYPE VOYKAR PALEOBASIN WITH CONNECTION OF PALEOZOIC EVOLUTION OF POLAR URALS
N.B. Kuznetsov, T.V. Romanyuk
The Late Paleozoic Uralides orogen was formed during the final stage of assembly of the Pangea. The present day Urals (Uralian Mountains, N-S trending through the northern Eurasia) exposes the relicts of the orogen. The Voykar Massif located at Polar Urals is an ophiolite assemblage of mantle tectonite, gabbro-ultramafic plutonic rocks and sheeted dike complex with a MORB-type source. Pollow lavas and deep-water sedimentary units have not been reported from all ophiolites of the Voykar Massif. The available geochronological data in this region are scarce and controversial based mainly on Rb-Sr mineral isochron and Sm-Nd dating, and a few U-Pb zircon results. A summarizing of all available geochronological and geological information allow us to argue and outline a scenario of the Paleozoic geodynamic evolution of the Polar Urals region and to estimate an duration of the oceanic crust generation in the Voykar Paleobasin. High precision and reliable different ages of plagiogranitoids and gabbroids from the Voykar Massif do reflect that the spreading into Voykar oceanic basin was lasting at least 65 Ma (from 490 to 425 Ma) or even longer (up to 400 Ma), if take into account less reliable geochronological data.
Key words: Polar Urals, Voykar Massif, ophiolite, U-Pb geochronology.
Сведения об авторах: Кузнецов Николай Борисович — докт. геол.-минерал. наук, гл. науч. сотр. лаб. геодинамики позднего докембрия и фанерозоя ГИН РАН, проф. каф. месторождений полезных ископаемых и их разведки инженерного ф-та РУДН, e-mail: [email protected]; Рома-нюк Татьяна Валентиновна — докт. физ.-мат. наук, гл. науч. сотр. лаб. фундаментальных и прикладных проблем тектонофизики ИФЗ РАН, вед. науч. сотр. каф. теоретических основ поисков и разведки нефти и газа РГУ нефти и газа, e-mail: [email protected]
